Corrientes oceánicas
La corriente del Caribe es una corriente marina de agua cálida que fluye hacia el mar Caribe desde el Este a lo largo de la costa deSudamérica. La corriente es el resultado del flujo de la Corriente Ecuatorial del Sur Atlántica al fluir hacia el norte a lo largo de la costa deBrasil. Conforme la corriente gira al norte a través del canal de Yucatán, es rebautizada como la corriente de Yucatán.
En oceanografía física se denomina circulación termohalina (CTH) o, metafóricamente, cinta transportadora oceánica, a una parte de la circulación oceánica a gran escala que es determinada por los gradientes de densidad globales producto del calor en la superficie y los flujos de agua dulce. Es muy importante por su significativa participación en el flujo neto de calor desde las regiones tropicales hacia las polares, y su influencia sobre el clima terrestre.
El adjetivo termohalino deriva de la palabra termo- que hace referencia a la temperatura y la palabra-halino que hace referencia al contenido de sal, factores que juntos determinan la densidad del agua de mar. Las corrientes superficiales de las aguas marinas (tales como la corriente del Golfo) se dirigen desde el océano Atlánticoecuatorial, hacia las latitudes templadas y, eventualmente, a las latitudes árticas, enfriándose en su recorrido y hundiéndose a latitudes cercanas al polo (formando laMasa de agua profunda del Atlántico Norte). Esta agua densa luego fluye hacia lascuencas oceánicas. Mientras que gran parte de la misma surge en el Océano del Sur, las aguas más antiguas (con un tiempo de tránsito de unos 1600 años) surgen en el Océano Pacífico Norte (Primeau, 2005). Por lo que se produce un considerable grado de mezclado entre las cuencas oceánicas, reduciendo las diferencias entre ellas y convirtiendo a los océanos de la Tierra en un sistema global. En su recorrido, las masas de agua transportan tanto energía (en forma de calor) como materia (sólidos, sustancias disueltas y gases) alrededor del globo. Por lo tanto, el estado de la circulación ejerce un gran impacto en el clima sobre la Tierra.
En conjunto la circulación global puede describirse como un flujo relativamente superficial de agua que se calienta en el Pacífico y el Índico hasta el Atlántico, en cuyas latitudes tropicales sigue recibiendo calor, para finalmente hundirse en el Atlántico Norte, retornando en niveles más profundos.
La circulación es debida a convección, es decir que se produce por diferencias de densidad, con las masas más densas tendiendo a hundirse y las menos densas a ascender. En el caso de las masas oceánicas las diferencias de densidad dependen de dos factores: la temperatura y la salinidad. La densidad decrece cuando aumenta la temperatura y crece con la salinidad.
Las masas que se hunden en el Atlántico y en la banda oceánica meridional lo hacen por el efecto de vientos que, al provocar la evaporación del agua, reducen su temperatura a la vez que provocan la concentración de las sales. La formación de hielo cuando crece la banquisa separa agua pura, dejando una salmueraque o rellena las grietas o se mezcla con el agua oceánica, amplificando el efecto. Las masas enfriadas, más densas, se trasladan por gravedad por los fondos polares.
En el Atlántico Norte la densificación debida a la evaporación da origen a una masa de agua fría y densa que circula a lo largo del Atlántico en un camino de retorno al Pacífico, teniendo vedada por la actual distribución de los continentes la vía directa por el noroeste.
Un incremento en el flujo de agua dulce en la superficie del Atlántico Norte, puede llevar a un significativo debilitamiento o un completo colapso en la circulación termohalina. Éste sería el resultado neto de varios retroalimentadores.
Las corrientes marinas actúan como reguladores térmicos.
Se dice que las corrientes marinas en el mundo funcionan como un cinturón termohalino, pues la circulación profunda en el mar es regulada por diferencias de densidad que son regidas principalmente por la salinidad y la temperatura. La circulación marina en general es un complejo sistema en el cual interactúan la atmósfera y el océano, donde el océano capta la luz infrarroja y debido al alto calor específico del agua es capaz de retener el calor absorbido. La atmósfera está presente en este intercambio de calor y, con sus vientos, genera corrientes superficiales.
La circulación profunda funciona de otra manera ya que, como se ha mencionado anteriormente, la densidad del agua juega el papel principal. Por ejemplo, en la Corriente del Golfo las aguas calientes y con más alta salinidad son llevadas a altas latitudes, confiriendo de esta manera el clima templado que allí se observa, pues de otra manera el clima seria mucho más frío (esta corriente es de las más fuertes y llega a desplazarse a 2 m/s). En los años ochenta, el oceanografo Wallace Broecker sugirió por primera vez el término del cinturón termohalino, en el cual explica como la circulación en todo el océano funciona por diferencia de densidades, y como esto afecta al clima.
La Contra-Corriente Ecuatorial es una significativa corriente oceánica en los océanos Pacífico e Índico que fluye de Oeste a Este a aproximadamente 5 grados norte. Las Contra-Corrientes son el resultado de equilibrarse el flujo de agua hacia el Oeste en cada océano por las corrientes Ecuatorial del Norte y Ecuatorial del Sur. En los años en que se produce el fenómeno de El Niño, esta corriente se intensifica en el océano Pacífico.
La corriente de California es una corriente oceánica fría con una componente prevaleciente hacia el ecuador entre las latitudes 48º y 23º norte a lo largo de la costa occidental de América.
Descripción
En el Pacífico Norte, el continente americano bloquea completamente el transporte de deriva de los vientos del oeste, conocido comocorriente del Pacífico Norte, una porción de la cual gira hacia el norte para alimentar lacorriente de Alaska y el resto se dirige hacia el sur como corriente de California (CC). El límite exterior de la CC está representado por la frontera entre la masa de agua subártica y la masa de agua subtropical.1 Esta corriente es somera (0-100 m) y tiene un flujo promedio superficial de 25 cm s-1 y fluye sobre una franja paralela a la costa de unos 200-400 km de ancho.2 Durante toda la época de surgencias, fluye, cerca de la costa a profundidades bajo los 200 m, una corriente subsuperficial que contiene considerables cantidades de agua ecuatorial.3
Variación estacional
La CC exhibe una variación estacional con flujos persistentes. En invierno la temperatura superficial es cercana a los 13 °C y la columna es homogénea ya que la diferencia entre el fondo a 60 m y la superficie es de 2,3 °C. En verano la temperatura superficial es aproximada a los 20 °C y los perfiles de temperatura muestran tres capas.4
La estructura de la densidad es casi paralela a la de la temperatura, con las isopicnas ascendiendo hacia la costa, siendo la temperatura el factor predominante en las fluctuaciones de densidad. Lejos de la costa la variación estacional del contenido de oxígeno disuelto en la superficie generalmente ocurre en respuesta al cambio estacional en temperatura; valores bajos en temperatura se correlacionan con valores altos en oxígeno disuelto. Durante todo el año los valores de oxígeno disuelto son más bajos cerca de la costa. Los valores bajos en la superficie se asocian a surgencias y los que ocurren a niveles sub-superficiales se relacionan con la intrusión de las aguas de la contracorriente subsuperficial.5
Importancia
Las corrientes superficiales, además de repercutir en el éxito o fracaso en el asentamiento y reclutamiento de larvas de organismos, también son capaces de transportar materiales en suspensión como contaminantes tóxicos tanto para el hombre como para organismos marinos.6 7 En particular, la costa del municipio de Tijuana presenta problemas ambientales asociados a descargas urbanas que llegan al océano desde efluentes en South Bay y Point Loma en California, y aportes de la ciudad de Tijuana a través de su planta de tratamiento en San Antonio de los Buenos, así como por el río Tijuana.
Imagen del satélite GOES (Satélite geoestacionario) mostrando la falta de nubes en la zona costera de California, lo que identifica la corriente fría de California ya que las aguas frías que emergen junto a la costa enfrían el aire e impiden o limitan la evaporación de esas aguas. Esta imagen corresponde al invierno en el hemisferio norte, con lo que la costa sur de California presenta cierta nubosidad, que en los meses de verano también estaría sin nubes.
Se denominan corrientes oceánicas frías aquellas cuyas aguas tienen una temperatura mucho más fría que el aire atmosférico con el cual están en contacto. Esta idea parece un contrasentido, porque las grandes corrientes de aguas frías se producen generalmente en las costas occidentales de los continentes de la zona intertropical, como sucede con la Corriente de Humboldt en la costa occidental de América del Sur, laCorriente de las Canarias en la costa noroccidental de África, la corriente de Benguela en la costa suroccidental de África, la corriente de California en la costa noroccidental de América del Norte y lacorriente de Australia Occidental en el océano Índico. Todas estas corrientes determinan un clima muy seco y hasta desértico en las costas que bañan, por la menor evaporación cuando la temperatura de las aguas es muy fría.
La temperatura de las aguas oceánicas está en función de la latitud a la que se encuentran, de su densidad, de la profundidad a la que se encuentran, la insolación que reciben (con las variaciones diarias y estacionales de esa insolación) así como de las características físicas y químicas del agua propiamente dicha. Como lascorrientes oceánicas sólo se refieren a los movimientos de las aguas en la superficie, sólo distinguiremos dos tipos de corrientes: cálidas, que se forman en las costas orientales de los continentes y frías que se originan en las costas occidentales de los mismos.
Podríamos definir a las corrientes marinas frías como aquellas que se producen en las costas occidentales de los continentes en las áreas correspondientes a la zona intertropical. Y esta característica que parece muy extraña (aguas frías en climas cálidos) se debe al afloramiento, emersión o surgencia de aguas muy profundas, lo que explica su temperatura fría, mucho más fría que la temperatura atmosférica en dichas zonas.
Las corrientes que surgen en la zona polar ártica, aunque podrían considerarse todas como corrientes frías son, a su vez, de dos tipos: corrientes con emersión de aguas profundas (como la corriente de Groenlandia Occidental y corrientes también frías pero sin emersión de aguas profundas como sucede con la Corriente de Groenlandia Oriental. La diferencia entre estas dos corrientes resulta fundamental ya que la corriente de Groenlandia Oriental es de aguas superficiales y más frías que las de Groenlandia Occidental, por lo que las costas occidentales de Groenlandia están mucho más pobladas que las orientales. Vamos a explicar este hecho con más detalle: el Océano glacial Ártico tiene una comunicación amplia con el Océano Atlántico y una muy reducida con el Pacífico, por lo que la poderosa Corriente del Golfo, que lleva una enorme cantidad de calor hacia Europa, llegando a rebasar la costa septentrional de Noruega, penetra en el Océano Ártico y da origen a una corriente de compensación de aguas frías que salen de nuevo hacia el océano Atlántico, pero más frías, junto a la costa de Groenlandia (Corriente de Groenlandia Oriental, como se ha dicho) y junto a la costa oriental asiática en el Estrecho de Behring (Corrientes de Kamchatka y de Oya Shivo).
Características físicas y químicas del agua del océano
El agua puede presentar los tres estados físicos de la materia en diferentes condiciones de presión y temperatura y, en menor grado, según la proporción de sólidos disueltos que contenga. En condiciones normales de presión atmosférica y al nivel del mar, el agua se congela a los 0º C y hierve a los 100º C cuando se trata de agua pura, es decir, cuando no contiene sedimentos o minerales en suspensión.
Las aguas oceánicas se calientan en la superficie gracias a la radiación solar. De esta manera, sólo podrán evaporarse o congelarse en dicha superficie ya que es allí donde el agua puede estar en contacto con la radiación solar (hasta una profundidad de unos 100 metros o algo más) y donde la temperatura atmosférica, que puede llegar a ser muy baja, es la que permite congelar el agua superficial cuando alcanza los 0º C si es agua pura (de lluvia, por ejemplo) o de 1,8º bajo cero si contiene los valores promedio de sales de las aguas marinas. Estos procesos son muy fáciles de entender y se conocen desde muy antiguo: si nos metemos caminando en una playa tranquila veremos que a medida que aumenta la profundidad, las aguas del fondo se vuelven más y más frías como lo podemos notar por la sensación térmica en los pies.
Lo dicho anteriormente nos revela una especie de ley sobre las aguas oceánicas: éstas se disponen en capas, es decir, son aguas estratificadas en razón a su temperatura, la cual determina su densidad, teniendo las aguas a partir de cierta profundidad, una temperatura uniforme de unos 3,8º C, que es cuando el agua tiene su máxima densidad. Como resulta obvio, esta temperatura se alcanza a mayor profundidad en la zona intertropical y a menor profundidad en las zonas polares y ello no se debe tanto al mayor calentamiento de las aguas oceánicas en la zona intertropical (donde inciden los rayos solares más directamente) sino a la menor densidad de dichas aguas en la zona intertropical por el abombamiento ecuatorial de la Tierra: en el ecuador terrestre, las aguas son menos densas porque se encuentran algo más de 21 km más alejadas del centro de la Tierra que en los polos y, por ende, la gravedad allí es menor.
Y otra ley que se deriva de la anterior es que cuando hablamos de corrientes marinas siempre nos referimos a corrientes superficiales de las aguas: el movimiento de las aguas oceánicas se produce en la superficie hasta una profundidad relativamente somera. Por ejemplo, a un submarino sumergido a unos 50 - 100 m de profundidad le pasaría inadvertida una tempestad con olas de 10 m de altura. Más aún, cuando queremos alejarnos mar adentro para evitar el oleaje de la playa, solemos sumergirnos justo debajo de cada ola que rompe para vencerla más fácilmente: con apenas 1 m bajo la ola que rompe ya vencemos casi todo el empuje de la misma hacia la playa.
Intercambio de calor entre los océanos y la atmósfera
En el artículo sobre la diatermancia puede verse con cierto detalle la influencia mutua entre el flujo de energía en forma de calor, pero haciendo énfasis en el calentamiento de la atmósfera que ocurre en la zona de contacto entre el aire por una parte, y la superficie terrestre de los continentes e islas así como la superficie acuática (océanos y mares), por la otra. Aquí es necesario recordar esa influencia mutua estudiándola desde el punto de vista de las aguas marinas para lo cual es necesario establecer las siguientes ideas:
- Lo mismo que sucede con el calentamiento de la litósfera y de la atmósfera, el calentamiento de la hidrósfera se debe a la radiación solar. Este calentamiento de origen solar está causado por los rayos solares de distinta longitud de onda lo cual, a su vez, le da distintas posibilidades de flujo de energía en el globo terrestre. La radiación solar varía según el tiempo (las distintas estaciones significan cambios importantes entre la cantidad de radiación solar recibida por la superficie terrestre) y según el espacio (en función de la latitud, altitud, vegetación, aguas continentales y otras razones). En líneas generales, mientras que el aire atmosférico no absorbe directamente calor por parte de la radiación solar, la superficie terrestre y marítima absorben directamente esa energía contenida en la radiación solar: el suelo la capta rápidamente y la reenvía seguidamente a la atmósfera y la superficie de los mares y océanos la va absorbiendo lentamente y la reenvía a la atmósfera bastante tiempo después.
- La absorción del calor procedente de la radiación solar por parte de los objetos en la superficie terrestre depende, en primer lugar, del estado físico de dichos objetos de acuerdo con la masa de los mismos. Así, un cuerpo gaseoso como el aire atmosférico es prácticamente transparente al calor de los rayos solares: a esta propiedad se llama diatermancia como se puede ver en el artículo respectivo. En cambio, los cuerpos líquidos de la superficie terrestre (océanos, mares y aguas continentales) absorben gran cantidad de calor procedente de la radiación solar y pueden ceder dicho calor a la atmósfera cuando ésta se encuentra más fría. Esta característica convierte a las aguas en una especie de pila recargable, gracias a lo cual existe vida sobre la Tierra ya que proporciona el flujo de energía presente en el ciclo hidrológico y los ciclos biológicos de la naturaleza, en especial, el ciclo del carbono.
- Cuando el agua marina se ha cargado de calor debido a la radiación solar, puede emitir parte del mismo mediante rayos infrarrojos (invisibles para el ojo humano) que pueden calentar a su vez a la atmósfera. Dicho calentamiento se puede realizar de dos formas: directamente, del modo descrito e indirectamente, cuando el calor absorbido por las aguas produce una evaporación de las mismas y es el calor que absorbe dicho vapor (calor de vaporización) el que llega a liberarse con la condensación, por lo cual se llama, precisamente, calor de condensación. Se trata de fenómenos termodinámicos conocidos desde muy antiguo. El balance de este calor entre el mar y la atmósfera se presenta a corto y mediano plazo muy estable y se compensa en el tiempo. Ello significa que la mayor parte de la energía absorbida por la litósfera y la hidrósfera pasan temporalmente a la atmósfera y después de tomar diversas formas (meteoros luminosos, acuosos, eléctricos, etc) regresa a la litósfera, atmósfera y, en mayor proporción, de nuevo a la hidrósfera, en razón a su mayor extensión.
El hielo en la superficie oceánica
Como el hielo tiene una densidad menor que el agua sólo se encuentra en la superficie de los océanos en las zonas polares, teniendo la zona polar ártica una mayor diversidad a lo largo del año en cuanto a la superficie cubierta por los hielos. El hielo oceánico puede ser de dos tipos:
- Formado en los glaciares continentales. Son los glaciares de Groenlandia y la Antártida, principalmente, los que se van rompiendo al llegar a la costa formando grandes bloques que son llevados por las corrientes a latitudes bastante alejadas de la zona polar, especialmente en el hemisferio Norte. Estos bloques se denominan icebergs y constituyen un peligro para la navegación en el Atlántico Norte.
- Formado en la capa superficial de mares y océanos por la temperatura muy baja de la atmósfera (banquisa).
En la zona polar antártica, la extensión de la banquisa o hielos oceánicos resulta más estable a lo largo del año debido a que gran parte de dicha zona antártica está ocupada por las tierras continentales de la Antártida. Y la Antártida está rodeada en gran parte de sus costas por una capa de hielo que no puede alejarse mucho de las tierras en razón a la existencia de la corriente circumpolar antártica que empuja a esos hielos hacia el sur, por lo que se limita su avance hacia el norte en los tres grandes océanos que convergen con las aguas antárticas por el sur. Es por ello que el limite de los hielos flotantes se encuentra replegado bastante al sur, a diferencia del límite de los hielos en la zona polar ártica, que pueden llegar bastante más hacia el ecuador, como lo atestiguó el naufragio del Titanic al chocar con un iceberg en una latitud similar a la del Noreste de los Estados Unidos y del norte de España y Portugal.
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